Morze Bałtyckie jako część szelfu północnoeuropejskiego

Landform Analysis, Vol. 9: 208–211 (2008)
Morze Bałtyckie jako część szelfu północnoeuropejskiego
Józef Edward Mojski*
ul. Reformacka 17a, m. 6, 80-808 Gdañsk
Morze Bałtyckie jest młodym, północnoeuropejskim morzem wewnętrznym, będącym jednocześnie
morzem szelfowym.
Szelfem północnoeuropejskim nazywam część
szelfu europejskiego, która w całości, bądź przynajmniej częściowo, objęta była w czwartorzędzie zlodowaceniami lub pozostawała pod ich bezpośrednim
wpływem. Jest to więc strefa od Morza Barentsa na
północy aż po Morze Celtyckie i La Manche na południu. W takim ujęciu drugą częścią szelfu europejskiego byłby jego obszar nie będący w czwartorzędzie
pod bezpośrednim wpływem działalności lądolodów.
Jest to szelf Zatoki Biskajskiej, szelf Morza Śródziemnego, Morza Czarnego i Morza Kaspijskiego.
Szelf północnoeuropejski jest jasnym pojęciem
strukturalnym i geomorfologicznym. Jest to zalana
obecnie przez morze najbardziej zewnętrzna część
starego kontynentu Eurazji, ograniczona od północy
i zachodu stokiem kontynentalnym. Dolna część stoku przechodzi łagodnie w równinę abysalną Oceanu
Lodowatego i Oceanu Atlantyckiego.
Tak zdefiniowana część szelfu północnoeuropejskiego tworzyła się już od permu, kiedy to w wyniku
ryftu zaczęła oddzielać się od Eurazji wielka płyta
laurentyjska. Obecnie płyta ta tworzy Grenlandię i
znaczną część Kanady. Był to jednocześnie początek
współczesnego Oceanu Atlantyckiego, który najszybciej rozwijał się w górnym mezozoiku i którego
wody zalewają poszerzający się wciąż i pogłębiający
obszar ryftu.
Powyższe uwagi są próbą definicji odmorskiej granicy szelfu północnoeuropejskiego. Granica druga,
odlądowa, jest oczywista, jeśli za granicę taką przyjmiemy obecny brzeg morza. Jednakże każdy obszar
ma swą geologiczną przeszłość. Szelf również. I jeśli
uznamy, że odmorska jego granica w ostatnich trzech
milionach lat nie ulegała większym przesunięciom
* e-mail: [email protected]
208
albo miejscami nie zmieniała się w ogóle, to granica
odlądowa zmieniała swoje położenie, i to na wielką
skalę. Przyczyną tego była zmieniająca się objętość
wody w oceanach i morzach oraz pionowe ruchy skorupy ziemskiej. Uzasadnia to, że granicą odlądową
szelfu północnoeuropejskiego jest linia maksymalnego zasięgu mórz w ostatnich 3 Ma. Czas ten obejmuje
cały czwartorzęd, a nawet sam schyłek pliocenu.
Rozpoznanych zalewów morskich w czwartorzędzie północnoeuropejskim jest zaledwie kilka. Z nich
trzy najmłodsze są najlepiej udokumentowane. Są to
morza: holsztyńskie i eemskie w plejstocenie i transgresja atlantycka w holocenie. Jednakże na wschodnich wybrzeżach Anglii rozpoznanych zostało jeszcze
kilka starszych transgresji. Łączna liczba wszystkich
zbliża się do dziesięciu. Natomiast zmiany klimatu,
rozpoznane przy zastosowaniu różnych metod, pozwalają na wniosek, że transgresji takich mogło być w
całym czwartorzędzie nawet kilkadziesiąt. Nie ulega
wątpliwości, że liczbie transgresji, jeśli były one uwarunkowane zmianami klimatu, odpowiadać musi ilość
okresów znacznego spadku temperatury i zapewne
powstawania czap lodowych w Fennoskandii. Ilość takich ochłodzeń szacuje się obecnie na około 40 w
ostatnich 3 Ma (Kleman i in. 2005)
Pełny obraz i w miarę wiarygodny przestrzennie
można przedstawić jedynie dla dwóch ostatnich
transgresji, tj. dla morza eemskiego w ostatnim interglacjale i dla transgresji atlantyckiej w holocenie.
Dla wybranych okresów tej ostatniej pokuszono się
nawet – dzięki badaniom modelowym – o rekonstrukcję jej rozwoju na przykładzie szelfu Morza
Północnego i innych mórz oblewających Wielką
Brytanię.
Na początku ostatniego interglacjału w krótkim
czasie powstało morze nazywane morzem eemskim,
którego wody zalały szelf Morza Północnego, La
Morze Ba³tyckie jako czêœæ szelfu pó³nocnoeuropejskiego
Manche i cały szelf otaczający Wielką Brytanię i Irlandię. Zalany został również szelf Morza Barentsa.
Przez cieśniny u nasady Półwyspu Jutlandzkiego jego
wody opanowały również całą nieckę bałtycką. Proces ten trwał zapewne niewiele dłużej niż tysiąc lat.
W niecce bałtyckiej morze eemskie obejmowało
prawdopodobnie większy obszar aniżeli morze litorynowe w holocenie. Poprzez obniżenia Ładogi,
Onegi i innych jezior powstało połączenie morza
eemskiego z wodami morza borealnego niecki białomorskiej. Połączenie to było jednak krótkotrwałe.
Tym niemniej wówczas Fennoskandia była wyspą.
Inną wyspę, ale znacznie mniejszą, tworzyła być może w tym czasie Jutlandia. Cały epizod morza eemskiego trwał zapewne nieco mniej niż 10 ka.
Na Niżu Polskim morze eemskie objęło znaczne
obszary w rejonie doliny dolnej Wisły i tworzyło tam
głęboko wciętą w ląd zatokę. Jego osady in situ znajdują się jednak wszędzie poniżej obecnego poziomu
morza, natomiast w wielu miejscach występują stosunkowo wysoko w postaci kier lodowcowych bądź w
strukturach glacitektonicznych (Makowska 1979,
1995 i in.). Makowska wydzieliła w sekwencji zdarzeń tego morza dwa poziomy morskie oddzielone
epizodem lądowym. Na całym wybrzeżu Bałtyku
brak jest jednak dowodów na taką dwudzielność i
dlatego nie można wykluczyć, że poziom dolny jest
wieku interglacjału starszego i mógł powstać w czasie
zalewu morza holsztyńskiego (Mojski 2005).
Wielki dorobek badań umożliwił przedstawienie
dla niecki bałtyckiej (Lundqvist 1992) kolejnych zdarzeń, jakie miały miejsce od schyłku eemu do rozwoju ostatniego lądolodu skandynawskiego w plejstocenie, a więc w czasie od nieco ponad 100 ka BP do
nieco ponad 20 ka BP. W podziale stratygraficznym
jest to zlodowacenie wisły w swej starszej i środkowej
części. W stratygrafii tlenowej jest to czas objęty piętrami od OIS 5d do OIS 3 włącznie. Ta część ostatniego piętra zimnego charakteryzowała się postępującym ochłodzeniem, przerywanym krótkimi
epizodami nieco cieplejszymi (interfazy amersfoort,
brørup i odderade). Ochłodzenie owo doprowadziło
do znacznego i długiego oziębienia w Fennoskandii,
czego wyrazem było pojawienie się lądolodu około
60 ka BP. Pokrył on całą nieckę Bałtyku i sięgnął
północnych brzegów naszego kraju, obejmując niemal całą obecną dolinę dolnej Wisły, aż po Grudziądz (Makowska 1995). Poprzez Finlandię lądolód
ten dotarł daleko na wschód, gdzie łączył się z lądolodem szelfu Morza Barentsa. Jego zasięg był tam większy aniżeli późniejszego lądolodu z czasu OIS2
(Svendsen i in. 2004).
Lądolód ten szybko, choć nie do końca, stopniał,
pozostawiając nieckę bałtycką wolną od lodu. Powstawały w niej kolejne zbiorniki jeziorne w warunkach dalszego spadku temperatury i coraz krótszych
i chłodniejszych ociepleń interfazowych (interfazy
oerel – denekamp).
Nieco ponad 20 ka BP, a więc na początku OIS2,
rozwinął się ostatni plejstoceński lądolód skandynawski. Na północy połączył się on z lądolodem szelfu Morza Barentsa, a na zachodzie zapewne z lądolodem szkockim (choć nie jest to powszechnie
przyjęte). Na południu objął znaczną część Niżu Niemieckiego i Niżu Polskiego, a na wschodzie całą
północno-zachodnią część Niziny Rosyjskiej.
Późnoglacjalne ocieplenie rozpoczęło się już około 18 ka BP. Z tego czasu mamy bowiem morfologiczne dowody zaniku lądolodu m.in. na Niżu Polskim w postaci stref marginalnych młodszych od fazy
leszczyńskiej. Przez pierwsze parę tysięcy lat lądolód
zanikał bardzo powoli (Mojski 1995), a następnie
począwszy od fazy pomorskiej, o wiele szybciej, tak
że już 10,2 ka temu cały Bałtyk Właściwy, na południe od moren czołowych środkowoszwedzkich i salpausselkä, był już wolny od lodu. Był to jednocześnie
koniec fazy młodszego dryasu i tym samym koniec
plejstocenu. Już wówczas lądolód skandynawski nie
łączył się z lądolodem Morza Barentsa, a ten ostatni
rozpadał się właśnie na wielkie, a potem mniejsze
bryły pod wzrastającym wpływem stale ocieplającego
się Prądu Norweskiego.
Już podczas maksymalnego zasięgu lądolodu
OIS 2 na Niżu Polskim rozwinął się system odpływu
wód roztopowych skierowany ku zachodowi. Spływały one pradolinami do rozległego zbiornika proglacjalnego, jaki utworzył się przed czołem lądolodu
w południowej części szelfu Morza Północnego. Do
zbiornika tego uchodziły też z południa Ren i Moza,
a od zachodu Tamiza. Stamtąd nieco później wody
zbiornika przelały się poprzez cieśninę Dover. Do
nich dołączyła Sekwana i w ten sposób powstała szeroka dolina rzeki roztokowej (Lericolais i in. 2003)
nazwanej La Manche. Tak uformowana rzeka płynęła przez będący wówczas lądem szelf Morza Celtyckiego i uchodziła na obecnej głębokości około
130 m do Oceanu Atlantyckiego. U stóp stoku kontynentalnego, na równinie abysalnej, powstał wówczas
jeden, a być może i dwa stożki akumulacyjne. Sięgają
one do połowy szerokości Zatoki Biskajskiej (Bourillet i in. 2006).
Od czasu kiedy czoło zanikającego lądolodu znalazło się w strefie dzisiejszej południowej linii brzegowej Bałtyku, na jego przedpolu zaczęły tworzyć się
liczne, początkowo małe zbiorniki proglacjalne. W
miarę przybywania ku północy lądu zbiorniki te
łączyły się ze sobą, tworząc wkrótce jedno wielkie
bałtyckie jezioro lodowe. Istniało ono przynajmniej
około 3 ka. Później około 10 ka BP w wyniku
gwałtownego podnoszenia się poziomu oceanu nastąpiło przerwanie przesmyku lądowego koło Mt.
Billingen w rejonie wielkich jezior szwedzkich i w
konsekwencji wlew wód morskich do bałtyckiego jeziora lodowego. Powstało lekko słonawe, zwłaszcza
w swej zachodniej części, morze yoldiowe. Około 1
ka później morze to stopniowo zanikło, ponieważ
209
Józef Edward Mojski
stałe intensywne glaciizostatyczne podnoszenie się
Skandynawii spowodowało odcięcie niecki bałtyckiej
od morza i wysłodzenie jej wód. Powstał zbiornik jeziora ancylusowego, zasilany coraz większą ilością
rzek spływających ze wschodu i z południa.
Jezioro ancylusowe objęło całą nieckę Zatoki
Botnickiej, i tam od zachodu graniczyło z istniejącą
jeszcze resztkową czapą lądolodu skandynawskiego.
Natomiast na wschodzie jezioro to zalało niemal
połowę dzisiejszej powierzchni Finlandii, pozostawiając wszędzie dobrze rozwiniętą linię brzegową,
wznoszącą się obecnie do wysokości kilkudziesięciu
metrów ponad poziom morza.
Mniej więcej około 8 ka izostatyczne podnoszenie
północnej Danii słabło, a poziom oceanu w dalszym
ciągu podnosił się. Wtedy to w cieśninach duńskich,
dawniej już istniejącym korytem rzeki Dana, wody
morskie przedostały się do niecki bałtyckiej. Był to
początek morza litorynowego. Jego wpływy zaznaczyły się najpierw na zachodzie basenu w postaci
zwiększonego zasolenia, a tym samym i migracji ku
wschodowi słonolubnych zespołów flory i fauny.
Jednakże sama transgresja odbywała się szybko.
Na polskim wybrzeżu poziom morza podniósł się o
przynajmniej 30 m w czasie 1700 lat, czyli około 1,7 m
na 100 lat (Tomczak 1995). Swój maksymalny zasięg
na południowym wybrzeżu Bałtyku morze litorynowe osiągnęło około 6 ka temu (m.in. Mojski 2000).
Zalane zostały niskie wybrzeża, ale głównie północna część delty Wisły, gdzie morze sięgnęło do jeziora
Druzno. W północno-zachodniej części delty Wisły
powstał klif, dziś w większości pogrzebany, ale ku
północo-zachodowi, już poza deltą, widoczny na powierzchni jako klif martwy, aż do północnej części
Sopotu.
Morze litorynowe objęło również większość Zalewu Szczecińskiego, znacznie poszerzając, poprzez
abrazję wysoczyzn, wąską pierwotnie Bramę Świny.
Późniejsza stabilizacja linii brzegowej w wymiarach regionalnych doprowadziła do jej wyrównania,
tworzenia się lagun i barier. Przykładem o wyjątkowym znaczeniu jest powstawanie Półwyspu Helskiego (Tomczak 1995). Na powierzchni niektórych barier (Brama Świny, Mierzeja Wiślana) utworzyły się
trzy generacje wydm z rozwiniętymi między nimi glebami subfosylnymi. Ukształtował się współczesny
nam obraz budowy geologicznej i rzeźby strefy brzegowej południowego Bałtyku. Podobne procesy zachodziły w tym samym czasie na wybrzeżach litewskich (Gelumbauskeitë, Deekus 2005). Dla polskiej
części Morza Bałtyckiego skonstruowana została kolejna, uwzględniająca najnowsze wyniki badań, krzywa względnych zmian poziomu Morza Bałtyckiego
(Uścinowicz 2003).
Cały Półwysep Skandynawski i Finlandia w miarę
zaniku lądolodu zaczęły się podnosić. Proces ten odbywał się ze znaczną retardacją w stosunku do tempa
zanikania masy lądolodu, czego dowodem jest fakt,
210
że podnoszenie trwa nadal w tempie do 8–9 mm na
rok u północno-zachodnich brzegów Zatoki Botnickiej.
W północno-zachodniej Europie wciąż podnoszą
się Szkocja i północna część Irlandii, gdzie wybrzeża
miejscami podnoszą się do 1,6 mm rocznie. Ale już
wybrzeża nie zlodowaconej Walii opadają miejscami
do 1,2 mm na rok (Shennan, Horton 2002). Na Spitsbergenie, Wyspach Franciszka Józefa i na Nowej
Ziemi (Forman i in. 2004) wydatowane radiowęglem
na 13–12 ka późnoplejstoceńskie plaże podniesione
są miejscami (Kongøya) ponad 100 m, a więc nieco
poniżej 10 mm rocznie, co daje rozmiary porównywalne z maksymalnym podnoszeniem się Skandynawii. Środkowoholoceńskie plaże na Nowej Ziemi
podniesione zostały jedynie 10 do 15 m.
Na Bałtyku wielkość podnoszenia zmniejsza się w
kierunku południowym i osiąga wartość zerową na
południowym Bałtyku (m.in. Harff i in. 2000). Oznacza to, że na polskim wybrzeżu pionowe ruchy skorupy ziemskiej mają swe źródło w mobilności głębokich
struktur geologicznych. Obraz tych ruchów (Liszkowski 1982) świadczy, że nasze wybrzeże podnosi
się w strefie wyniesienia Łeby (platforma krystaliczna), do około 1 mm rocznie, nieco mniej na obszarze
Zatoki Gdańskiej (depresja perybałtycka), natomiast opada najbardziej, również do około 1 mm
rocznie, w swej zachodniej części, w obszarze platformy paleozoicznej. Stąd wniosek, że np. różnica w
hipsometrycznym położeniu jednowiekowych linii
brzegowych sprzed 5–6 ka (maksymalny zasięg morza litorynowego) może obecnie wynosić do około 10
m. Jest to wielkość kilkakrotnie wyższa niż różnice
spowodowane kompakcją utworów organogenicznych w tym czasie.
O ile bardzo wiele wiadomo o miąższości osadów
czwartorzędowych na południe i wschód od niecki
bałtyckiej, to zupełnie niewiele o objętości osadów,
jakie w różny sposób, ale głównie przez egzarację i
erozję zostały z tejże niecki pobrane. Próby odpowiednich obliczeń (Puura i in. 2000), ale obejmujących czas od końca paleozoiku wskazują, że z głębin Bałtyku Właściwego pobrane zostały osady o
miąższości do 280 m. Inne obliczenia (Amantov
1995) podają, że objętość osadów wyniesionych z
niecki bałtyckiej i lądowej części Fennoskandii wynosi około 90 000 km3, z czego na obszarze pol3
sko-białoruskim osadziło się 35 000 km , na szelfie
Morza Północnego, La Manche i szelfie celtyckim
3
15 000 km , a do basenu czarnomorskiego Dnie3
strem, Dnieprem i Donem dostało się 30 000 km
osadów. Stąd na równinie abysalnej Morza Czarnego
i na jego stoku kontynentalnym powstała najbardziej
miąższa w Europie pokrywa czwartorzędu, licząca
2000 m.
W zakończeniu stwierdzić należy, że niecka
bałtycka jest od kilku milionów lat wzorcowym polem gry głównych czynników kształtujących po-
Morze Ba³tyckie jako czêœæ szelfu pó³nocnoeuropejskiego
wierzchnię Ziemi. Tymi czynnikami są pionowe ruchy skorupy ziemskiej i zmiany klimatu. Relacje,
jakie zachodzą pomiędzy tymi, tak zmiennymi w czasie i przestrzeni, czynnikami stwarzają obraz obecnego Morza Bałtyckiego. Jesteśmy jednak świadkami,
że do tej gry sił przyrody dołącza trzeci czynnik –
człowiek. Zadbajmy więc, aby człowiek działał z siłami przyrody harmonijnie. I w takim działaniu widzę
główne zadanie geomorfologii, jako jednej z nauk
badających sferę abiotyczną Ziemi.
Literatura
Amantov A. 1995. Plio-Pleistocene erosion of Fennoscandia and its implication for the Baltic area.
Prace Państwowego Instytutu Geologicznego, Proceedings of the Third Marine Geological Conference “The Baltic”, CXLIX: 47–56.
Bourillet J.-F., Zaragosi S., Mulder T. 2006. The
French Atlantic margin and deep-sea submarine
systems. Geo-Marine Letters, 26, 6: 311–315.
Forman S.L., Lubinski D.J., Ingólfsson Ó., Zeeberg
J.J., Snyder J.A., Siegert M.J., Matishov G.G.
2004. A review of postglacial emergence on Svalbard, Franz Josef Land and Novaya Zemlya, northern Eurasia. Quaternary Science Reviews, 23:
1391–1434.
Gelumbauskaitë L.P., Deekus J. 2005. Late Quaternary shore formations of the Baltic basins in the Lithuanian sector. Geologija, 52: 34–45.
Harff J. Frischbutter A., Lampe R., Meyer M. 2000.
Sea-level change in the Baltic Sea: interrelation of
climatic and geological processes. [W:] J. Gerhard i
in. (red.), Geological perspectives of climate change, American Association Petroleum Geology. Bulletin, Special Publication, Tulsa, Oklahoma.
Kleman J., Lundqvist J., Stroeven A.P. 2005. Patterns of Quaternary ice-sheet erosion and deposition in Fennoscandia. Geophysical Research,
Abstracts, 7.
Lericolais G., Auffret J.-P., Bourillet J.-F. 2003. The
Quaternary Channel River: seismic stratigraphy of
its palaeo-valleys and deeps. Journal of Quaternary Science, 18, 3–4: 245–260.
Liszkowski J. 1982. Geneza pola współczesnych pionowych ruchów skorupy ziemskiej na obszarze Polski. Rozprawy Uniwersytetu Warszawskiego, 174:
7–179.
Lundqvist J. 1992. Glacial stratigraphy in Sweden.
Geological Survey of Finland, Special Paper, 5:
43–59.
Makowska A. 1979. Interglacjał eemski w Dolinie
Dolnej Wisły. Studia Geologica Polonica, 63: 1–90.
Makowska A. 1995. Eemian Sea. [W:] J.E. Mojski
(red.), Geological Atlas of the Southern Baltic.
Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.
Mojski J.E. 1995. Structural conditions of Pleistocene ice-sheet development. [W:] J.E. Mojski (red.),
Geological Atlas of the Southern Baltic. Plate XII:
20–22, Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.
Mojski J.E. 2000. The evolution of the southern Baltic coastal zone. Oceanologia, 42, 3: 285–303.
Mojski J.E. 2005. Ziemie polskie w czwartorzędzie,
Zarys morfogenezy. Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.
Puura V., Flodén T., Mokrik R. 2003. The Baltic Sea
basin in the geology of Fennoscandia and Baltic region. Litosfera, 7: 134–137.
Svendsen J.I. + 29 in. 2004. Late Quaternary ice sheet history of northern Eurasia. Quaternary Science
Reviews, 23, 11–13: 1229–1271.
Shennan I., Horton B. 2002. Holocene land- and
sea-level changes in Great Britain. Journal of Quaternary Science, 17, 5–6: 511–526.
Tomczak A. 1995. Geological structure and Holocene evolution of the Polish coastal zone. Prace Państwowego Instytutu Geologicznego, 149: 90–102.
Uścinowicz S. 2003. Relative sea level changes, glacio-isostatic rebound and shoreline displacement
in the southern Baltic. Polish Geological Institute,
Special Papers, 10: 1–99.
211